![](/user_photo/2706_HbeT2.jpg)
- •Міністерство освіти і науки України
- •Передмова
- •Предмет метеорології та кліматології
- •1.2 Державна гідрометеорологічна служба
- •1.3 Значення метеорології та кліматології для народного господарства
- •1.4 Коротка історія розвитку метеорології та кліматології.
- •2. Атмосфера Землі
- •2.1. Хімічний склад сухого повітря нижніх шарів атмосфери
- •2.2. Склад повітря у високих шарах атмосфери
- •2.3. Густина повітря
- •2.4. Вертикальна будова атмосфери
- •2.5. Методи дослідження атмосфери
- •3. Сонячна, земна та атмосфера радіація
- •3.1. Випромінювання Сонця
- •3.2. Основні закони випромінювання
- •3.3. Спектральний склад сонячної та земної радіації
- •3.4. Сонячна стала
- •3.5. Пряма сонячна радіація
- •3.6. Послаблення сонячної радіації в атмосфері
- •3.7. Сумарна сонячна радіація
- •3.8. Засвоєння сонячної радіації земною поверхнею
- •3.9. Випромінювання земної поверхні та атмосфери
- •3.10. Радіаційний баланс земної поверхні
- •4. Тепловий режим земної поверхні та атмосфери
- •4.1. Тепловий баланс земної поверхні
- •4.2. Нагрівання й охолодження ґрунту
- •4.3. Добовий та річний хід температури поверхні ґрунту
- •4.4 Розповсюдження тепла у глибину ґрунту
- •4.5. Промерзання ґрунту. Вічна мерзлота
- •4.6. Особливості нагрівання і охолодження водойм
- •4.7. Шляхи теплообміну земної поверхні з атмосферою
- •4.8. Добовий хід температури повітря
- •4.9. Неперіодичні зміни температури повітря
- •4.10. Приморозки
- •4.11. Річні зміни температури повітря
- •4.12. Вертикальний розподіл температури повітря
- •4.13. Географічний розподіл температури повітря поблизу земної поверхні
- •4.13.1. Мінливість середніх місячних температур повітря
- •4.13.2. Приведення температури повітря до рівня моря
- •4.13.3.Географічний розподіл середньої річної температури повітря
- •4.13.4. Розподіл середньої місячної температури повітря в січні
- •4.13.5. Географічний розподіл місячної температури повітря в липні
- •4.13.6. Екстремальні температури
- •4.14. Температурні інверсії
- •4.14.1. Приземні інверсії
- •4.14.2. Висотні інверсії
- •4.15. Адіабатичні процеси в атмосфері
- •4.15.1. Сухоадіабатичні зміни температури повітря
- •4.15.2. Вологоадіабатичні зміни температури повітря
- •4.16. Стратифікація атмосфери та вертикальна рівновага сухого повітря
- •4.17. Стратифікація атмосфери та вертикальна рівновага насиченого повітря
- •4.18. Добовий хід стратифікації атмосфери та конвекції
- •4.19. Тепловий баланс системи Земля – атмосфера
- •Питання для самоперевірки
- •5. Вода в атмосфері
- •5.1. Випаровування води
- •5.1.1. Тиск насиченої водяної пари
- •5.1.2. Швидкість випаровування води
- •5.2. Географічний розподіл випаровування та випаровуваності
- •5.3. Характеристики вологості повітря
- •5.4. Добовий та річний хід тиску водяної пари
- •5.5. Добовий та річний хід відносної вологості повітря
- •5.6. Географічний розподіл вологості повітря
- •5.7. Конденсація та сублімація водяної пари в атмосфері
- •5.8. Міжнародна класифікація хмар
- •5.9. Мікроструктура та водність хмар
- •5.10. Світлові явища у хмарах
- •5.11. Добовий та річний хід хмарності
- •5.12. Тривалість сонячного сяйва
- •5.13. Серпанок, туман, імла
- •5.13.1. Умови утворення туманів
- •5.13.2. Географічний розподіл туманів
- •5.14. Наземні гідрометеори
- •5.15. Ожеледь. Ожеледиця. Зледеніння літаків
- •5.16. Умови утворення атмосферних опадів
- •5.17. Класифікація атмосферних опадів
- •5.18. Електризація хмар та опадів
- •5.19. Гроза
- •5.19.1. Куляста блискавка
- •5.19.2. Вогні святого Ельма
- •5.20. Активний вплив людини на атмосферні процеси
- •5.21. Режим атмосферних опадів
- •5.21.1. Добовий хід атмосферних опадів
- •5.21.2. Річний хід атмосферних опадів
- •5.21.3. Тривалість та інтенсивність опадів
- •5.22. Географічний розподіл атмосферних опадів
- •5.23. Показники зволоження території
- •5.23.1. Коефіцієнти зволоження території
- •5.23.2. Мінливість умов зволоження території. Посушливі явища
- •5.24. Водний баланс земної кулі
- •5.24.1. Обіг вологи в атмосфері
- •5.25. Сніговий покрив
4.14.1. Приземні інверсії
Приземні інверсії починаються зразу від діяльної поверхні. Прилегле до земної поверхні повітря має найнижчу температуру, а вище вона підвищується (мал. 4.9 а). За причинами виникнення приземні інверсії у свою чергу поділяються на радіаційні та адвективні.
Радіаційні інверсії температури виникають внаслідок нічного радіаційного охолодження земної поверхні та прилеглого шару повітря. З віддаленням від діяльної поверхні температура повітря залишається вищою.
Радіаційні інверсії утворюються після заходу Сонця. Протягом ночі вони посилюються і найбільше виражені вранці. Для їх утворення сприятлива ясна погода і слабкий вітер. Такі умови характерні для антициклонів. Слабкий вітер сприяє турбулентному перемішуванню повітря і завдяки цьому охолодження передається угору. Сильний вітер не сприяє формуванню інверсії, оскільки перемішується великий шар повітря, приземний шар охолоджується мало, а охолодження розповсюджується на значну висоту, в результаті чого температура повітря знижується з висотою. Після сходу Сонця земна поверхня нагрівається і інверсія зникає. Товщина інверсійного шару залежить від тривалості охолодження і змінюється в межах від 10 до 400 м.
Радіаційні інверсії взимку можуть зберігатись кілька днів підряд. Це буває тоді, коли тривалий час зберігається антициклональний характер погоди і земна поверхня все більше охолоджується. Тоді інверсія вдень дещо послаблюється, а далі посилюється кожної наступної ночі. Приземні радіаційні інверсії довго зберігаються над крижаними полями Арктики і Антарктиди, особливо протягом полярної ночі. Особливо потужні інверсії спостерігаються в Якутії. Цьому сприяє рельєф місцевості. Охолоджене повітря стікає з навколишніх хребтів у долини, де воно за тихої погоди застоюється і продовжує охолоджуватись шляхом радіаційного випромінювання. Тут на схилах хребтів на висоті 1,5-2 км температура повітря на 15-200 вища, ніж поблизу земної поверхні в долинах.
Адвективні інверсії утворюються при адвекції теплого повітря на холодну підстильну поверхню. У цьому випадку нижній прилеглий до земної поверхні шар повітря охолоджується від контакту з холодною поверхнею, а вище повітря залишається теплішим. Такі інверсії бувають при вторгненні теплого морського повітря на материк взимку, або теплого континентального повітря на холодну морську поверхню влітку, або теплого повітря з теплої течії на сусідню холодну течію. Товщина шару таких інверсій може досягати 1км, а утримуватись вони можуть кілька днів.
4.14.2. Висотні інверсії
За умовами утворення висотні інверсії поділяються на антициклонічні або інверсії стиснення, фронтальні, динамічні та інверсії турбулентності.
Більшість висотних інверсій є антициклонічними або інверсіями стиснення чи осідання. В антициклонах існують низхідні рухи повітря, тобто повітря опускається вниз. Коли воно осідає з вищих шарів атмосфери у нижчі, то воно стискається. При стисканні повітря його температура підвищується на 10С на кожні 100 м опускання. Антициклонічні інверсії найчастіше утворюються на висоті 1-2 км і шар інверсії може досягати товщини 1500 м. Такі інверсії є і в субтропічних антициклонах, і в тому числі і з боку екватора, тобто там де існують пасати. Тому їх ще називають пасатними інверсіями.
Фронтальні
інверсії температури повітря
спостерігаються всередині зони
атмосферного фронту при переході із
нижчерозташованої холодної повітряної
маси до теплої, яка лежить над холодною.
Чим далі від лінії фронту розташований
пункт спостереження, тим вище починається
інверсійний шар повітря.
Д
Мал.
4.10. Формування динамічної інверсії
Повітря, яке осідає адіабатично нагрівається 10С на кожні 100 м опускання, а повітря, що піднімається охолоджується на 10С на кожні 100 м. Тому в середній частині шару з найбільшою швидкістю виникає інверсійний розподіл температури.
Інверсії турбулентності або інверсії тертя формуються на висоті кількох сотень метрів. Це спостерігається в тому випадку, коли в приземному шарі спостерігається велике турбулентне переміщування повітря, а над цим шаром є шар різкого зменшення турбулентності. У турбулентному шарі охолодження повітря розповсюджується угору і температура на його верхній межі стає нижчою, ніж у шарі слабкої турбулентності. Інверсії турбулентності по суті є перехідним типом від приземних до висотних інверсій. Товщина такого інверсійного шару не перевищує кількох десятків метрів.